LA BASILICA DI SANTA MARIA DI COLLEMAGGIO

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1 LA BASILICA DI SANTA MARIA DI COLLEMAGGIO Coordinatore tecnico-scientifico Prof. Ing. Dante GALEOTA Direttore del Dipartimento DICEAA Gruppo di Lavoro:.. Oggetto: XXXXXX Data: MAG 2013 A.x

2 indice dei contenuti 1. Sismica per tomografia e misure tramite tecniche array a Collemaggio 2. Tomografia sismica 2.1 Acquisizione di dati di sismica attiva 2.2 Picking dei primi arrivi 2.3 Inversione tomografica 3. Array sismico 3.1 Curve H/V 3.2 Curva di dispersione 3.3 Inversione per stima profili di velocità 1

3 RELAZIONE 1. Sismica per tomografia e misure tramite tecniche array a Collemaggio Esperimenti di sismica attiva e misure di rumore sismico ambientale sono stati eseguiti nel piazzale prospiciente la basilica di Collemaggio (fig. 1). Il gruppo di lavoro è composto da ricercatori INGV della sede di L'Aquila (UR7). L'obiettivo degli esperimenti è stato quello di stimare i profili di velocità delle onde sismiche (P ed S) nell'area di studio tramite due diverse tecniche; i)la tecnica tomografica che si basa sull osservazione dei tempi di primo arrivo del segnale sismico generato da un opportuna sorgente (metodo attivo) e restituisce un modello di velocità delle onde di compressione P, ii) la tecnica tipo array sismico che analizza invece il rumore sismico ambientale (metodo passivo) e consente di stimare le velocità delle onde di taglio S. L'analisi effettuata ha anche permesso di validare le stime di velocità del sottosuolo ottenute con altre tecniche (tipo dilatometro sismico). La tomografia sismica permette di ricostruire la distribuzione di velocità del sottosuolo a partire dai tempi di arrivo delle perturbazioni sismiche prodotte da una sorgente naturale o artificiale. Durante un esperimento di esplorazione sismica in 2D, volto alla determinazione di un modello tomografico, le sorgenti e i ricevitori vengono disposti ad intervalli regolari lungo una linea sismica chiamata stendimento. La distanza fra sorgenti e ricevitori viene chiamata offset. Dal valore dell offset dipende la profondità di investigazione: in generale, offset maggiori permettono un investigazione più profonda del sottosuolo (in quanto, alle stazioni più lontane dalla sorgente giungono le onde che hanno attraversato gli strati più profondi e veloci), ma richiedono anche sorgenti di energia maggiore. I metodi d inversione tomografica permettono di determinare, in caso di una elevata distribuzione di sorgenti e/o ricevitori lungo lo stendimento, un modello di velocità accurato delle strutture investigate a partire dai tempi dei primi arrivi, cioè delle fasi dirette e rifratte. Per ottenere questo modello, il mezzo esplorato viene suddiviso in settori caratterizzati da velocità costanti. I valori di velocità associati ad ogni settore vengono ricavati sulla base dei tempi di arrivo delle fasi dirette e sulla conoscenza delle relazioni che legano questi ultimi ai valori di velocità dei diversi settori del mezzo di propagazione. La seconda tecnica di analisi si basa su tecniche array che lavorano nel dominio f-k (frequenza-numero d'onda) per stimare le caratteristiche di propagazione (velocità apparente e azimuth di provenienza) del fronte d'onda che si propaga tra le stazioni. Con questa tecnica vengono analizzati sia i records relativi agli offsets piu' esterni acquisiti durante la tomografia sismica dall'array lineare di geofoni, sia i dati relativi alle 2

4 vibrazioni sismiche ambientali (rumore sismico) registrate simultaneamente da 12 stazioni sismologiche disposte in configurazione array 2D nel prato antistante la basilica. L'obiettivo di questa analisi è stimare la velocità di fase apparente per le diverse frequenze campionate dalle stazioni dell'array (curva di dispersione). Nell'ipotesi di onde superficiali predominanti nel campo d'onda, è possibile invertire la curva di dispersione per stimare un profilo di velocità delle onde S del sottosuolo. Figura 1: Linea di acquisizione dei dati di sismica attiva (stendimento) nel prato di fronte alla basilica di Collemaggio (AQ). La campagna si è svolta nel pomeriggio del 17 Aprile Tomografia sismica 2.1 Acquisizione di dati di sismica attiva I dati sono stati acquisiti lungo uno stendimento posto nel prato di fronte alla Basilica. Per generare le perturbazioni sismiche abbiamo utilizzato un martello del peso di 5 kg che veniva manualmente battuto attraverso una piastra di metallo collegata ad un sistema di trigger integrato. Lungo la linea blu riportata in figura 2 sono stati disposti 72 geofoni verticali (eighennfrequency 4.5 Hz) equispaziati di 1.5 m (che coprono una lunghezza totale di m). I 72 geofoni sono gestiti tramite tre stazioni multi-canali disposte in serie ( Geode della 3

5 Geometrics, ). La sorgente è stata spostata lungo la linea di ricevitori utilizzando un passo di 3 m. In ogni punto di battuta la misura è stata ripetuta per tre volte in modo da ridurre il livello di rumore alle stazioni attraverso la tecnica dello stack (somma) delle forme d onda registrate alla stessa coppia sorgente-ricevitore. Per approfondire la profondità di investigazione sono stati acquisiti dati sismici con punti di battuta a -5 m e a -10 m di offset dal primo ricevitore e a +5 m e a +10 m di offset dall ultimo ricevitore. Anche in questi ultimi punti sono state eseguite tre battute per aumentare, atttraverso lo stack, il rapporto segnale-rumore delle registrazioni simiche. La linea sismica di geofoni è stata collegata ad un computer di campagna che consentiva di vedere e acquisire i files relativi ad ogni shot. Ogni file acquisito ha una durata totale di 2 sec e contiene dati sismici digitalizzati con un passo di campionamento pari ms (8000 Hz) Figura 2: La linea blu indica lo stendimento lineare di 72 geofoni verticali usato per l'analisi tomografica. I simboli rossi indicano le 12 stazioni sismiche velocimetriche usate per l'analisi del rumore sismico ambientale tramite tecniche array. 4

6 2.2 Picking dei primi arrivi Le tracce sismiche stack sono state organizzate in 40 sezioni a scoppio comune ottenute disponendo i sismogrammi registrati a tutti i ricevitori e relativi ad uno stesso scoppio in sequenza, in funzione della distanza sorgente-ricevitore. La lettura dei tempi di primo arrivo è stata condotta manualmente sulle sezioni sismiche formate con le tracce normalizzate per il loro valore massimo di ampiezza. Le figure 3,4,5 mostrano alcuni esempi di sezioni sismiche a scoppio comune con le relative letture dei tempi di primo arrivo. Il primo arrivo è chiaro fino ad offset pari a circa m e appare più rumoroso per offset maggiori. La causa della diminuzione del rapporto segnale rumore a larghi offset è dovuto al rumore prodotto dalle numerose persone in movimento sul prato della basilica durante l acquisizione dei dati. I tempi vengono stimati con incertezze dell ordine dei 2-3 ms per offset minori di m e con incertezze maggiori (fino a 6-7 ms per tracce particolarmente rumorose). L aumento dell incertezza all aumentare dell offset è causato sia dello slargamento del primo arrivo (segnale con maggior contenuto verso le basse frequenze) che alla diminuzione del rapporto segnale rumore. Figura 3: Sezione sismica a scoppio comune relativa alla sorgente posizionata nel punto 0.75 m rispetto al primo geofono. Le parti di colore rosso sono relative ad ampiezze negative. I simboli in blu rappresentano i tempi di primo arrivo individuati manualmente sulle tracce sismiche. 5

7 Figura 4: Sezione sismica a scoppio comune relativa alla sorgente posizionata nel punto m rispetto al primo geofono. Le parti di colore rosso sono relative ad ampiezze negative. I simboli in blu rappresentano i tempi di primo arrivo individuati manualmente sulle tracce sismiche. Figura 5: Sezione sismica a scoppio comune relativa alla sorgente posizionata nel punto 0.75 m rispetto al primo geofono. Le parti di colore rosso sono relative ad ampiezze negative. I simboli in blu rappresentano i tempi di primo arrivo individuati manualmente sulle tracce sismiche. Sulle 2880 tracce disponibili sono stati individuati 2644 tempi di primo arrivo. I tempi individuati (picks) in funzione dell offset vengono rappresentati in figura 6. L analisi di tuttii dati organizzati in funzione dell offset ha permesso di costruire un modello di velocità da utilizzare come modello iniziale per l analisi tomografica. Il modello 1D iniziale presenta un valore di velocità pari a 700 m/s in superficie e un gradiente di velocità positivo con la profondità pari a 50 s -1. Il modello viene 6

8 mostrato in figura 7. Il gradiente è stato determinato anche in base ai risultati ottenuti dalle due misure SDMT effettuate ai due lati della basilica. Entrambi i profili di velocità Vs ricavati dalle misure SDMT mostrano che la velocità media delle onde aumenta linearmente con la profondità nei primi 40 m seguendo un gradiente pari a circa 50 s-1. Per ricavare il gradiente delle Vp a partire dalle misure Vs abbiamo utilizzato un rapporto Vp/Vs costante pari a 1.8. La figura 6 mostra anche la dromocrona (linea verde) calcolata per il modello di velocità 1D menzionato. Il fit fra la dromocrona e i dati misurati è buono anche se ad offset maggiori di 60 m i tempi d arrivo relativi alla dromocrona sono lievemente maggiori di quelli osservati. Ciò significa che la velocità del modello 1D in profondità sovrastima i valori reali. L accordo è comunque sufficientemente valido (RMS=15 ms) per adottare il modello 1D come modello iniziale per l inversione tomografica dei primi arrivi. Figura 6: Tempi d arrivo in funzione dell offset. Sono stati individuati 2644 tempi di primo arrivo sulle tracce sismiche croci rosse. La dromocrona (linea verde) è stata calcolata utilizzando il modello 1D riportato in figura 7 che viene utilizzato come modello iniziale per l analisi tomografica. 7

9 Figura 7: modello di velocità 1D determinato dall analisi delle letture di primo arrivo (figura 6) e dall analisi dei risultati delle indagini SDMT effettuate nei pressi della basilica di Collemaggio. Il modello parte con una velocità Vp pari a 700 m/s in superficie e ha un gradiente positivo di velocità con la profondità pari a 50 s Inversione tomografica L inversione tomografica dei tempi di primi arrivi viene effettuata sulla base del confronto fra i dati calcolati su un fissato modelli e quelli misurati. I dati calcolati vengono ricavati determinando i raggi attraverso un fissato mezzo risolvendo l equazione Iconale con un metodo alle differenze finite. Il problema della determinazione del modello tomografico finale viene affrontato attraverso l utilizzo del metodo Simultaneous Iterative Reconstruction Technique (SIRT). I risultati prodotti sono in fase di completamento e validazione e verranno riportati nella versione definitiva di questa relazione. 3. Array sismico. 3.1 Curve HV Per la tecnica passiva si sono installate 12 stazioni sismiche a tre componenti composte da sensori velocimetrici (Lennartz Le3d-5s; e digitalizzatori a 24 bit (Reftek130; Ogni stazione sismica era dotata di un antenna GPS per la sincronizzazione con il tempo assoluto e una batteria per l'alimentazione. La configurazione delle stazioni sismiche è approssimativamente concentrica in modo da ottenere un array 2D con apertura massima di circa 150 m (Figura 2 e 8). Il sampling di acquisizione è stato settato a 250 Hz. Le stazioni hanno registrato per circa tre ore nel prato antistante la basilica, un esempio di registrazione simultanea per la componente verticale è mostrato in Figura 9. 8

10 Per l'analisi dei dati array si è usato un open-source codice ( sviluppato durante i progetto europei SESAME (European Site Effects Assessment using Ambient Excitations project; e NERIES-JRA4 (Network of Research Infrastructures for European Seismology; La prima analisi svolta sulle registrazioni di rumore sismico è stata il calcolo dei rapporti spettrali H/V (anche note come curve H/V; Nakamura 1989). Il calcolo si basa su algoritmo anti-trigger per eliminare spikes presenti nelle registrazioni durante le misure (spikes legati all'attività umana). Le curve H/V (Figura 10) mostrano un chiaro picco a bassa frequenza (0.6 Hz), un mimimo della curva H/V tra 1 e 2 Hz e un secondo picco a frequenze piu' alte (presente tra 7-10 Hz a secondo della stazione considerata). Il primo picco è una caratteristica di tutto il centro storico dell'aquila come evidenziato da studi precedenti (De Luca et al., 2005; Milana et al., 2011) e dalle indagini svolte durante la recente microzonazione sismica (Macroarea1, 83AF43C4BCD108C837E?contentId=RIS246). E' correlabile ad un contrasto di impedenza sismica profondo diversi centinaia di metri, verosimilmente quello presente al contatto tra argille lacustri e bedrock sismico. Il secondo picco a più' alte frequenze potrebbe essere legato a un contrasto di impedenza sismica posta a profondità minori (dell'ordine della decina di metri viste le frequenze in gioco), in accordo con i risultati di Del Monaco et al. (2013). Un analisi delle variazioni delle curve H/V in funzione dell'azimuth nel piano orizzontale (Figura 11) mostra chiaramente le bande di frequenza amplificate e deamplificate, con una dipendenza del picco H/V dall'azimuth (segnale polarizzato). La dipendenza è maggiore per il picco ad alta frequenza, comunque il fenomeno di polarizzazione è di difficile interpretazione in quanto non sono note la posizione e la tipologia delle sorgenti che compongono il rumore sismico. Gli spettri in ampiezza della trasformata di Fourier (Figura 12) danno indicazioni del rapporto di energia tra le diverse componenti; in corrispondenza delle frequenze associate ai picchi H/V le componenti verticali mostrano consistentemente un minor livello di ampiezza rispetto le componenti orizzontali. Comunque le curve H/V mostrano una forma ragionevolmente simile tra di loro (Figura 13; pannello di sinistra), suggerendo che l'area in studio non risente di grosse eterogeneità laterali del sottosuolo (come evidenziato anche dai risultati dell'analisi di tomografia sismica per la parte piu' superficiale del sottosuolo). Una curva H/V media (Figura 14, pannello a destra) può essere quindi 9

11 considerata rappresentativa della situazione geologica/geotecnica presente nel piazzale di Collemaggio. Una seconda analisi sulle registrazioni di rumore sismico si basa su tecniche array che lavorano nel dominio f-k (frequenza-numero d'onda) per stimare le caratteristiche di propagazione (velocità apparente e azimuth di provenienza) del fronte d'onda che si propaga tra le stazioni. Questa analisi consente di stimare la velocità di fase apparente per le diverse frequenze campionate dalle stazioni dell'array (curva di dispersione). Nell' ipotesi di onde superficiali predominanti nel campo d'onda è possibile invertire in maniera congiunta la curva H/V e di dispersione per stimare un profilo di velocità delle onde S. I risultati di questa analisi saranno introdotti nei successivi paragrafi. Figura 8. Configurazione geometrica dell'array 2D di stazioni sismologiche. 10

12 Figure 9. Esempio di registrazione simultanea di circa 1h e 30 minuti per la componente Z per le 12 stazioni dell'array 2D. 11

13 Figura 10. Curve H/V (media +/- 1 std.dev.) per le 12 stazioni dell'array 2D. 12

14 Figura 11. Curve H/V direzionali per le 12 stazioni dell'array 2D. 13

15 Figura 12. Spettri di Fourier in ampiezza (arbitrary counts) per le tre componenti del moto (NS, EW and verticale rispettivamente in colore rosso, verde e nero) per le 12 stazioni dell'array. Figura 13. Sinistra) Curve H/V per le 12 stazioni sismiche sovrapposte. Destra) Curva H/V media ottenuta mediando le curve del pannello di sinistra. 14

16 3.2 Curva di dispersione Le tecniche f-k in genere calcolano tramite un grid-search i valori della velocità di fase che massimizzano la coerenza delle onde sismiche che si propagano attraversando le stazioni di un array. Il risultato è una misura della velocità di fase al variare della frequenza (curva di dispersione) che caratterizza il campo d'onda sismico (Tokimatsu, 1997). Si usano generalmente le componenti verticali, assumendo che nel piano verticale predominano onde superficiali di tipo Rayleigh (onde PSV). Abbiamo calcolato la curva di dispersione in due casi: i) utilizzando le registrazioni relative agli offsets piu' lontani tramite l'array lineare di geofoni verticali, e ii) utilizzando le registrazioni relative al noise sismico per l'array 2D di stazioni velocimetriche. Nel caso i) sono stati usati i dati relativi agli offsets piu' lontani perchè sono quelli dove le onde superficiali sono piu' energetiche rispetto ad altri tipi di onde non dispersive che vengono considerate come disturbo. I risultati (Figura 14) danno una stima della curva di dispersione ad alte frequenze ( > 20 Hz), che sono quelle eccitate dalla sorgente usata. La curva mediata (Fig. 14, pannello a destra) per i diversi offset è quella usata nelle analisi successive. Figura 14. Sinistra e centro) Esempi di stima delle curve di dispersione relative a due differenti offsets degli shots considerando l'array lineare di geofoni. La scala dei colori è proporzionale all'energia delle onde; le curve nere con deviazioni standard sono il picking eseguito. Destra) Curve di dispersione misurate a diversi offsets, la curva di dispersione media è quella nera con relative deviazioni standard. 15

17 Nel caso ii), poiché il rumore sismico ha un maggior contenuto di segnale a lungo periodo e visto che è stata usata una configurazione array 2D con apertura relativamente larga (circa 150 m), si riesce a misurare una curva di dispersione a frequenze piu' basse (Figura 15). I limiti di attendibilità della curva di dispersione sono connessi a fenomeni di risoluzione e di alias che a loro volta dipendono dalla geometria e interdistanze adottate dall'array. La risoluzione (limite a più bassa frequenza) e i lobi di alias (limite a piu' alta frequenza) sono stati dedotti dal calcolo teorico dell' array transfer function (vedi Wathelet et al per maggiori dettagli). In finale, la curva di dispersione misurata tramite rumore sismico registrato dall'array 2D è affidabile tra 3 e 8 Hz (Figura 15). Figura 15. Curva di dispersione risultante dall'analisi f-k considerando il segnale verticale di rumore sismico registrato tramite l'array 2D. La curva nera con deviazioni standard è il picking eseguito. Le quattro curve a tratto nero indicano la risoluzione e i fenomeni di alias e sono state dedotte dal calcolo teorico dell'array transfer function. 16

18 La combinazione delle due curve di dispersione è mostrata in Figura 16 illustrandola anche in termini di slowness (semplicemente l'inverso della velocità). La curva di dispersione finale evidenzia che tra 8 e 25 Hz non disponiamo di informazioni, che la velocità apparente ad alta frequenza (e quindi legata a strati più superficiali) è attorno i 200 m/s per risalire abbastanza repentinamente a 400 m/s attorno ai 25 Hz. Le frequenze più basse ( < 10 Hz) sono rappresentative delle velocità degli strati a maggior profondità, in questa banda la velocità apparente presenta un valore medio di 600 m/s con un trend compatibile con un inversione di velocità (cioè una velocità che diminuisce con l'aumentare della profondità) per le lunghezze d'onda associate a frequenze tra 5 e 9 Hz. Figura 16. Curva di dispersione ottenuta combinando quelle riportate in Figura 14 e in Figura Inversione per stima profili di velocità Con l'obiettivo di stimare profili di velocità del sottosuolo, la curva di dispersione di Figura 16 è stata usata come target in un processo di inversione. Il processo di inversione assume che la dispersione misurata sia legata alle onde superficiali di tipo Rayleigh, e nel caso più semplice al modo fondamentale. Inoltre per aumentare la profondità di investigazione, si è proceduto ad una 17

19 inversione congiunta della curva di dispersione (Figura 16) con la curva H/V media ottenuta dalle 12 stazioni (Figura 13, destra). Studi teorici infatti dimostrano che anche il picco H/V può essere legato all'ellitticità delle onde di Rayleigh (Fäh et al., 2001). La parametrizzazione del modello durant eil processo di inversione ha tenuto conto delle informazioni apriori disponibili al momento, in particolare della presenza di un inversione di velocità legata ad uno strato di brecce superficiali sovrapposto a uno strato di lacustre (con una profondità consentita per l' interfaccia brecce/lacustre tra profondità tra 20 e 50m). L'inversione congiunta (curva di dispersione e curva H/V media) è stata eseguita tramite un algoritmo tipo neighborhood implementato da Wathelet (2008) nel tool geopsy. I risultati dell'inversione (Figura 17) mostrano un accettabile fitting con le curve sperimentali, dove il misfit ottenuto dall'inversione è proporzionale allo scarto quadratico medio tra curve sperimentali e teoriche. La curva di dispersione sperimentale si raccorda bene con le curve teoriche, mentre l'elletticità dei modelli fitta bene la frequenza di risonanza del sito ma sottostima l'ampiezza del picco H/V. Tuttavia l'ampiezza delle curva H/V non è generalmente considerata nelle inversioni congiunte, in quanto il valore reale del picco H/V dipende anche da altri tipi di onde (Love e onde S) e dal tipo di algoritmo di smoothing usato nell'analisi. Il bestfitting model (modello a piu' basso misfit) per la velocità delle onde S (Vs) indica (dall'alto in basso): i) un deposito soffice dello spessore massimo di 8 m con Vs che varia con la profondità tra 200 e 500 m/s; ii) uno strato relativamente stiff associato alla presenza delle Brecce, con Vs compresa tra 800 e 1100 m/s; iii) il contatto tra Brecce e lacustre avviene a una profondità di 27 m, dopo quest'interfaccia il deposito lacustre mostra una Vs crescente fino ad una profondità di circa 200 m con valori di Vs tra 500 e 1100 m/s; iv) uno strato a Vs costante attorno 1300 m/s compreso tra profondità di 200 e 600 m, oltre si raggiunge il bedrock sismico. Figura 17 mostra anche uno zoom per il profilo Vs per i primi 90 metri e un generale accordo con le velocità ottenute dal dilatometro sismico nei due punti prospicienti la facciata della basilica (sdmt1 e sdmt2). Il bedrock sismico ottenuto dal best-fitting model (Figura 17) è tra 500 e 600 metri, sovrastimando cosi' il dato disponibile della gravimetria che lo colloca a circa 300 metri (Gruppo di Lavoro MS-AQ 2010). Si è quindi ripetuta l'inversione vincolando il bedrock sismico ad una profondità compresa tra 200 e 300 metri; i modelli ottenuti sono quelli mostrati in Figura 18 e l'accordo tra dati sperimentali e teorici è ancora accettabile. Per concludere, vincolando la profondità del bedrock si ottengono modelli con un misfit maggiore ma probabilmente piu' realistici in termini di profondità del basamento. 18

20 Figura 17. Pannello in alto) Inversione della curve sperimentali di dispersione e H/V (curve in rosso con relativa deviazione standard) in ipotesi di moto fondamentale di Rayleigh. La scala di grigio è proporzionale al misfit ottenuto dall'inversione tra modello teorico e curve sperimentali (le tonalità chiaro indicano un miglior fit). Pannello in basso) Profili di velocità delle onde P e S ottenuti dall'inversione. La figura a sinistra è uno zoom del profilo Vs per i primi 90 metri e le curve colorate sono i risultati del dilatometro sismico eseguiti in prossimità della basilica della chiesa (sdmt_1 e sdmt_2). 19

21 Figura 18. Pannello in alto) Inversione della curve sperimentali di dispersione (mostrata in slowness, cioè l'inverso della velocità apparente) e H/V (curve in rosso con relativa deviazione standard) in ipotesi di moto fondamentale di Rayleigh. La scala di grigio è proporzionale al misfit ottenuto dall'inversione tra modello teorico e curve sperimentali (le tonalità chiaro indicano un miglior fit). Pannello in basso) Profili di velocità delle onde P e S ottenuti dall'inversione. La figura a sinistra è uno zoom del profilo Vs per i primi 90 metri e le curve colorate sono i risultati del dilatometro sismico eseguiti in prossimità della basilica della chiesa (sdmt_1 e sdmt_2). 20

22 Bibliografia De Luca, G., Marcucci, S., Milana, G. & Sanò, T., Evidence of Low-Frequency Amplification in the City of L Aquila, Central Italy, through a Multidisciplinary Approach Including Strong- and Weak-Motion Data, Ambient Noise, and Numerical Modeling, Bull. seism. Soc. Am., 95, Del Monaco, F., Tallini, M., De Rose, C. & Durante, F., HVNSR survey in historical downtown L'Aquila (central Italy): site resonance properties vs. subsoil model, Engineering Geology, 158, 34-47, doi: /j.enggeo Fäh, D., Kind, F. & Giardini, D., A theoretical investigation of average H/V ratios, Geophys. J. Int., 145, Gruppo di Lavoro MS AQ, Microzonazione sismica per la ricostruzione dell'area aquilana. Regione Abruzzo Dipartimento della Protezione Civile, L'Aquila, 3 vol. and Cd-rom. Milana, G., Azzara, R.M., Bertrand, E., Bordoni, P., Cara, F., Cogliano, R., Cultrera, G., Di Giulio, G., Duval, A.M., Fodarella, A. et al., The contribution of seismic data in microzonation studies for downtown L Aquila, Bull. Earthq. Eng., 9, , doi: /s Nakamura, Y., A method for dynamic characteristics estimation of subsurface using ambient noise on the ground surface, Q. R. Rail. Tech. Res. Inst., 30, 1, Tokimatsu, K., Geotechnical site characterization using surface waves, in Earthquake Geotechnical Engineering: Proceedings IS-Tokyo 95, the first International. Conf. on Earthq. Geotech. Eng., K. Ishihara (Editor), A. A. Balkema, Rotterdam, The Netherlands, Wathelet, M., An improved neighborhood algorithm: parameter conditions and dynamic scaling, Geophys. Res. Lett., 35, L09301, doi: /2008gl Wathelet, M., Jongmans, D., Ohrnberger, M. & Bonnefoy-Claudet, S Array performances for ambient vibrations on a shallow structure and consequences over Vs inversion, J. Seismol., 12, pp